九瑞矿集区是长江中下游铜多金属成矿带的重要组成部分(真允庆等，2009；吕庆田等，2011).经过几十年的地质勘查研究，在九瑞矿集区发现了一批具有长江中下游成矿特色的“三位一体”(矽卡岩型、斑岩型及层控型)和“多位一体”的大型铜多金属矿床.铜、金资源丰富，类型众多，是我国重要的铜多金属矿产基地(殷卓等，2009；蒋少涌等，2010).该地区已发现的矿床有城门山铜矿和武山铜矿两个特大型矿床，以及丁家山铜矿、吴家金矿、邓家山铜金矿、东雷湾铜矿、金鸡窝铅锌银矿、白杨畈铅锌银矿等中型矿床及众多小型矿床(曹钟清等，2006; 陈波和占岗乐，2007).九瑞地区资源潜力虽然巨大，但部分矿山已经面临资源枯竭(如丰山铜矿已位于我国东部主要危机矿山之列)，勘探和开发深部资源势在必行.

近年随着勘查和科研工作大量投入，九瑞矿集区作为全国重点整装勘查区之一，已在城门山矿区外围、金鸡窝银矿区深部、城门坝矿段、邓家山矿区西部等地区新发现铜多金属矿床(点)，预示着该区深部及外围仍蕴藏或隐伏着巨大的金属矿床(王会敏等，2012).地球物理方法作为开展深部找矿工作的主要手段，越来越受到矿产勘查界的重视(滕吉文等，2007； 曹新志等，2009；周平等，2009)，国内许多学者在九瑞地区开展了系列地球物理勘查和深部外围找矿.张虎生等(2001)在该区开展反射地震方法试验，试图圈定隐伏或半隐伏侵入岩体，查明与围岩的接触关系.然而，受该区复杂地层倒转影响勘探效果并不理想.由于勘探成本过高，该项工作难于大面积开展.王冲等(2009)在城门山矿区深部及外围地区利用EH-4电导率成像仪开展电磁勘探，圈定了地下岩层的展布状态，说明电磁法对揭示富矿体和深部岩体有一定的效果.江西省地球物理勘查在武山周边开展频谱激电(SIP)，根据电阻率分布特征查明各地层分布规律及岩体分布形态，但其激发极化特征受区内碳质地层高极化影响较大.王大勇(2010)通过对九瑞矿集区的大地电磁数据反演解释，揭示了岩浆岩体和深大断裂的分布形态和深部地层展布特征.邓震等(2012)通过对1 ∶ 5万重磁资料进行多尺度边缘检测和准三维反演，分析岩体的基性程度，为寻找与火山岩、侵入岩体有关的金属矿提供信息.张寒韬(2013)在武山矿区及其外围开展综合地球物理探测研究，揭露深部地质构造特征，为深部探测提供技术借鉴.虽然前人在九瑞矿集区开展了大量的地球物理工作，但大部分工作都是试验性或局部勘探，对研究区的整体格架、构造和岩浆岩的分布特征并不清晰.杨龙彬等(2014)在西准噶尔包古图地区开展多条测线音频大地电磁法(AMT)观测，通过OCCAM反演获取地下三维电 性结构，揭示地下岩体的展布特征.Tuncer等(2006)在Athabasca盆地不整合铀矿区开展面积性AMT勘查工作，获取地下三维电性结构并查明深部成矿有利区.姚大为等(2015)在九瑞地区武山矿区及其外围开展音频大地电磁工作，勘探结果表明该方法能够很好地探测地下目标地质体，清晰划分标志性地电层及分层结构.因此，利用面积性AMT勘探以查明九瑞矿集区构造、岩浆岩和基底起伏等与成矿有关的地质特征具有可行性.

本文依托在九瑞矿集区已完成的面积性音频大地电磁测量数据开展研究.选择典型剖面AMT数据开展带约束二维非线性共轭梯度(NLCG)反演，确定参与反演的数据极化模式及拉格朗日乘子，结合地质和钻孔资料进行地质解译，为本区其他测线数据处理和解释建立样板.在此基础上对九瑞矿集区其他AMT测线数据进行反演解释，并通过三维网格化集成得到研究区地下三维电性结构.结合研究区地质和钻孔资料，我们进一步揭示深部主要容矿、控矿构造的空间分布形态，为深部资源勘查提供理论依据、指明找矿方向.

九瑞矿集区在构造位置上属扬子陆块的下扬子坳陷带西段，南、北分别位于江南地块、淮阳隆起毗邻，地处构造转折部位.矿集区基底为一套厚度巨大的深海—浅海相渐变的浅变质岩系(中元古界双桥山群)，基底褶皱构造发育强烈.盖层出露的地层比较齐全(图 1)，除缺失志留系部分地层外，从震旦系至第四系均有出露.奥陶系至三叠系广布于区内，发育齐全，而第四系主要分布于中-东南部的江河湖滨.奥陶系与志留系组成了背斜构造核部，泥盆系与二叠系分布于背、向斜构造翼部，而三叠系地层组成了向斜构造核部，第三系地层只零星分布在断陷盆地中.震旦系以碳酸盐岩建造为主，局部有凝灰岩.奥陶系出露中上统碳酸盐岩，以炭泥质碳酸盐建造为主.志留系出露上统砂页岩，为泥砂质碎屑岩建造.泥盆系出露上泥盆统五通组含砾石英砂岩，为碎屑岩建造.石炭系出露中石炭统黄龙组白云岩和灰岩，为碳酸盐建造.二叠系出露下中统碳酸盐岩，以碳酸盐建造为主，煤建造为次.三叠系出露下中统碳酸盐岩，以碳酸盐建造为主，上部为碎屑岩建造.下第三纪紫红色砂砾岩建造；第四纪松散沉积物建造.该区的重要铜、金赋矿层位是奥陶系—三叠系，特别是有沉积黄铁矿的黄龙组与五通组，成为层状硫化物型矿床赋矿建造的重要部位.

图 1

Fig. 1

图 1 九瑞地区区域地质图及AMT测线布置图据(邓震等，2012年) Fig. 1 Regional geological map of the Jiu-Rui district and AMT profiles

研究区位于九瑞—彭泽复式向斜的西段，主要褶皱自北向南有：邓家山—通江岭向斜、界首—大桥背斜、横立山—黄桥向斜、大冲—丁家山背斜、乌石街—赛湖向斜、长山—城门湖背斜、新塘向斜.褶皱展布方向自西向东由北西—近东西—北东向，总体为一向南弯曲的弧形褶皱带(图 2).两翼产状不一，一般北翼较缓(30~50°)，南翼较陡(60~75°)，局部直立或倒转.

图 2

Fig. 2

图 2 九瑞地区区域地质构造与矿产分布图(据江西省地矿局赣西北大队) Fig. 2 Regional tectonic map and mineral distribution in Jiu-Rui district

区内断裂主要为北东向、北西向、北东东向断裂.北东向断裂属郯庐—赣江构造带中庐山穹断束西部边缘断裂带的一部分，对九瑞地区构造格局起着重要的控制作用.断裂发生于晋宁时期，在后来的发展过程中加深扩大，性质由张剪性转变为压剪性为主的斜冲断层.北西向断裂由一系列近于平行的 断裂组成，主要有武山—城门山—沙河断裂、码头—通江岭—瑞昌断裂、东雷湾—于家冲和邓家山—界首断裂等.该组断裂控制九瑞地区岩浆岩带的分布格局，也控制了铜金矿床的形成格局.远离这组断裂构造带，岩浆活动和成矿作用明显减弱.北东东向断裂表现为褶皱中产生的纵向断裂，主要有通江岭、铜岭、边城脑—武山、瑞昌—丁家山、城门山等断裂，为一组与地层走向近乎一致的北东向逆冲断裂，控制矿体及岩体(墙)群的延展方向.

区内岩浆活动较强烈，小岩体星罗棋布，岩浆岩活动有燕山期和喜山期两个岩浆旋回.

燕山期岩体为中酸性浅—超浅成岩体，由北向南可分为邓家山—通江岭、宝山—大桥、宋家湾—武山、大冲—丁家山，城门山—十六公里五个岩浆亚带.岩石类型主要有石英闪长玢岩、花岗闪长斑岩和石英斑岩等.石英闪长玢岩与金、银、铅、锌、铜成矿关系密切，代表性的有洋鸡山金矿.花岗闪长斑岩与铜、金成矿关系密切，如城门山铜矿、武山铜矿、鸡笼山金铜矿、丰山洞铜矿、丁家山铜矿等.石英斑岩与钼成矿关系密切，如城门山钼矿.岩体产状有岩筒、岩墙、岩枝及岩脉，较大的岩筒、岩墙往往为多阶段，多期次岩浆复合侵入，多次成矿，是本区构成多矿种、多类型大中型矿床重要条件.燕山后期脉岩为安山玢岩、煌斑岩、辉长辉绿岩等.喜山期为裂隙喷发的玄武岩，见于桂林桥—生机林第三系红层中，目前未发现与之有关的矿床.

为研究九瑞地区不同地层和岩性电阻率特征，我们采集并测定了1125块岩芯标本. 图 3给出不同地层和岩石电阻率统计直方图.由图可见，三叠系嘉陵江组—石炭系黄龙组段地层电阻率均大于9000 Ωm； 泥盆系五通组—奥陶系烫头组段地层电阻率小于2000 Ωm；奥陶系汤山组—奥陶系仑山组段地层电阻率在5500~6500 Ωm内变化；奥陶系灯影组—奥陶系峒门组地层电阻率小于1000 Ωm；该区出露的岩浆岩(石英斑岩、花岗闪长斑岩、辉绿玢岩、石英闪长玢岩)电阻率范围为400~2000 Ωm.上述结果表明研究区地层间存在较明显的电阻率差异，但岩石标本的电阻率也呈现出复杂性.地层电阻率整体分为四个阶次：高阻地层为三叠系嘉陵江组—石炭系黄龙组段，中高阻地层为奥陶系汤山组—奥陶系仑山组段，中低阻地层为泥盆系五通组—奥陶系烫头组段以及岩浆岩，低阻地层为震旦系灯影组—震旦系峒门组段.

图 3

Fig. 3

图 3 不同地层及岩性电阻率直方图 Fig. 3 Histogram for stratigraphic and lithologic resistivity

本次AMT数据来自“十二五”国家科技支撑计划项目，采集仪器为Zonge公司GDP-32多功能电 法仪，采集频率为0.35~10400 Hz内对数间隔分布的60个频点.为了保证数据质量，采集时间大于60 min，局部干扰大地区采集时间进行适当增加.偶极距设为100 m，采用“十字”交叉布极，观测相互正交的电场和磁场四个分量.在九瑞地区23 km×20 km面积范围内布置测线23条(图 1)，每条测线的长度 20 km，点距为200 m，线距为1 km.实际完成测点 为1895个，占设计总数量的82.39%，缺失部分主要位于测区东边因赤湖水域影响无法施工.根据中华人民共和国石油天然气行业标准《大地电磁测深法技术规程 SY/T5820-1999》数据质量评价体系，Ⅰ-Ⅱ类数据质量点1751个，占总测点数92.4%.

开展AMT二维反演前，对数据进行预处理，数据处理流程如图 4所示.我们首先对数据进行整理，去除坏点和“飞点”数据，然后对各测点的响应曲线和视电阻率及相位拟断面图进行定性分析.一方面判别拟断面图上视电阻率“挂面”状静态效应出露情况，对存在静态效应的测点利用winglink软件的曲线平移方法进行校正，消除地表局部不均匀体影响；另一方面对于视电阻率尾支快速上升或下降曲线以及相位接近0°或90°三维体畸变曲线，利用McNeice和Jones(2001)开发的STRIKE 6.0程序进行阻抗张量分解，消除三维体畸变影响.处理后的数据首先进行一维OCCAM反演，得到各剖面电阻率断面图，为二维反演提供初始模型.AMT二维反演常用 的方法有RRI法(Smith and Booker，1991)、OCCAM法(Constable等，1987)、数据空间OCCAM法REBOCC(Siripunvaraporna and Egbert，2000)、非线性共轭梯度算法(Rodi and Mackie，2001)等.本文采用非线性共轭梯度法(NLCG).为了得到接近实际的反演结果，选择一条典型剖面进行反演参数试验研究，确定了参与反演的数据极化模式，并利用L曲线法确定最佳拉格朗日乘子.最后，将所有测线二维反演结果合成得到研究区地下三维电性结构，并综合地质和钻孔资料进行地质解译.

图 4

Fig. 4

图 4 AMT数据处理及反演解译流程图 Fig. 4 Flowchart of AMT data processing and interpretation

为确定适合本区AMT二维反演的数据体和反演参数，选择靠近武山铜矿床的L18线(图 1中红色测线)作为典型剖面进行极化模式对比和拉格朗日乘子试验.

AMT数据二维反演选择合适的极化模式数据至关重要. 图 5展示L18线TE、TM和TE+TM三种不同极化模式数据二维反演结果.三组数据的反演采用统一的剖分网格和相同初始电阻率模型.拉格朗日乘子τ设定为3.由图可见，三种极化模式的反演结果和拟合误差相差较大.TE模式的数据拟合差为7.13，电阻率断面图表现为低阻表层、下部高阻，其中高阻电阻率达到数十万欧姆米，与实际地质情况完全不符.分析其原因为九瑞矿集区整个地层向斜背斜倒转呈现三维体特征，而设计测线方向垂直于地层走向方向，故TE模式视电阻率曲线受其影响呈现快速上升的虚假特征.TM模式的拟合误差为3.99，电阻率断面图表现为表层高、低阻交替出现，中间层为中阻，底部为高阻层，与测区剖面地质特征基本吻合.TE+TM模式拟合误差为8.07，电阻率断面呈现大面积高阻区，与实际情况不吻合.这是由于TE模式数据受三维畸变体影响造成的.上述比较结果表明，该区AMT数据采用TM模式二维反演无论是拟合误差、还是与实际地质情况吻合度均较好.因此，对测区所有测线都选用TM模式数据进行二维反演.

图 5

Fig. 5

图 5 不同极化模式L18线二维反演结果对比 Fig. 5 2D inversion results for data from L18 with different polarization modes

大地电磁二维反演既要考虑拟合效果，又要得到光滑模型，因此选择合适拉格朗日乘子τ非常关键.L曲线法是确定τ值的有效方法(詹艳等，2014).该方法通过设置不同τ值对同一数据体进行二维反演，对比反演结果的拟合误差和粗糙度，以确定最佳τ值.本文选取0.1~50区间内对数等间隔的8个τ值(50、20、10、5、3、1、0.5、0.1)进行反演试 验.图 6为L18线TM模式二维反演不同τ值的L 曲线，纵轴为数据拟合误差，横轴为模型粗糙度.由图可以看出，曲线拐点位置τ值为3，5，10，20.图 7为不同τ值条件下L18线TM模式二维反演结果.从图中可以看出，不同τ值反演结果形态基本一致，但随着τ值增大，反演模型变光滑且拟合误差增大.通过与地质剖面对比发现，τ值为3能更好地反映地下地层和构造的分布特征.因此，本文AMT二维反演时τ值确定为3.

图 6

Fig. 6

图 6 L18线不同τ值条件下TM模式二维反演的L曲线 Fig. 6 L-curve of 2D inversion for TM mode data

图 7

Fig. 7

图 7 L18线TM模式不同τ值二维反演结果对比 Fig. 7 The 2D inversion results of L18 TM mode data for a range of τ values

图 8展示L18线AMT二维反演结果的地质解译及推断地质剖面.横坐标为SN坐标，纵轴为海拔高程，电阻率取以10为底对数.由图可见，电阻率断面自上而下分为三部分：表层以中高阻为主，夹杂着 低阻区，中部为中低阻区域，底部为大面积高阻区 域.结合钻孔和地质资料，从南向北在中低阻异常区推断出F1—F7 7条断裂带，其中F7为浅部往北倾断裂带，其余为向南倾斜深部断裂带.南部(<328500)浅部100 m以内低阻区推断为第四系地层(Q)，中部(3286000~3292000)表层高阻夹着低阻区，推断为三叠系嘉陵江组—石炭系黄龙组段(T-C)，其中低阻区是由于向斜和背斜挤压形成的破碎带.在北侧(>3320151212)浅部1000 m以内及南侧(<3284000)中浅部(-100~-2000 m)具有相似特征也推断为 T-C段地层，T-C段深部中低阻区推断为泥盆系五通组—志留系龙马溪阻段(D-S)，D-S深部中高阻区 推断为奥陶系-震旦系地层，其中低阻区由震旦系灯 影组—震旦系峒门组地层引起.剖面深部(<-3000 m)高阻区推断为结晶基底.其中部隆起，南部深度在-4000 m左右，而北部深度大于-5000 m.在深部高阻区内部有两条明显的中低阻带，推断为岩浆通道.其中一条位于3291000附近向北侵入，穿过基岩后受F4构造影响向南侵入；另外一条位于3285000附近向南部倾斜，受F4构造隔断未往浅部侵入.武山铜矿床位于本剖面3291000附近，受F3构造、岩浆侵入及基底隆起共同作用形成大型铜矿床.根据此剖面呈现的电性特征，可以总结出该区AMT数据解译的原则：中浅部高阻区域为T-C地层、低阻区为D-S地层、中阻为O地层；深部高阻区推断为结晶基底，内部中低阻区为岩浆通道；在电阻率梯度带或低阻区可以结合实际情况圈定构造.

图 8

Fig. 8

图 8 L18线地质剖面及二维地电断面地质解译对比 Fig. 8 2D geo-electrical inversions and geological interpretation of L18

图 9展示了研究区23条测线AMT二维NLCG 反演结果.由图可见，各剖面二维反演电阻率具有基本相似的特征，表层高阻夹低阻，中部为中低阻区域，深部出现大面积高阻区.相邻剖面电阻率特征之间关联性较好.图 10为将研究区23条测线AMT二维反演电阻率剖面的切片排列.由图可见，表层高阻区和低阻区连续性较好，总体呈现二条高阻带和四条低阻带.为了更好地描述电阻率的三维分布特 征，联合23条测线电阻率断面数据利用Oasis Montaj 软件3D模块首先进行200×50×50 m粗网格进行三维网格化，然后进行100×20×20 m细网格进行单位网格化，最终生成研究区的三维电性结构(见图 11).从图中可以看出，地表电阻率沿地层走向呈带状分布，总体为一向南弯曲的弧形；西北部(邓家山—东雷湾地区)高阻带、中部(太平山地区)高阻带、南部(瑞昌地区)高阻带与向或背斜核部T-C地层基本吻合；中低阻带对应D-S、O地层；低阻区域 对应第三四系或水系.由此说明本文所构建的三维电性结构较好地刻画了地下电阻率三维分布形态；以典型剖面地质解译为依据，三维电性结构很好地反映构造断裂分布规律、地层三维形态、基底起伏和岩浆通道等.

图 9

Fig. 9

图 9 九瑞23条测线AMT二维反演结果 Fig. 9 2D geo-electrical inversions for 23 AMT survey lines in Jiu-Rui district

图 10

Fig. 10

图 10 九瑞23条测线电阻率剖面三维切片 Fig. 10 3D slices from AMT inversions of 23 survey lines in Jiu-Rui district

图 11

Fig. 11

图 11 九瑞矿集区三维电性结构图 (上图为区域地质图，下图为三维电性结构) Fig. 11 3D geo-electrical structures in Jiu-Rui district The regional geological map is at the top，while the 3D electrical structure is displayed at the bottom.

为了刻画区域构造和地层平面分布特征，从三维电性结构中提取地表和标高为-4000 m的平面电阻率分布.图 12为地表电阻率平面等值线图及地质解译结果.从图可以看出，存在两条明显的条带状高阻区，推断为T-C地层；在北部、南部、东北角以及区内局部地区存在明显低阻区，推断为第三系和第四系地层；其余中阻区推断为D-S地层.同时，我们根据电阻率梯度带和低阻特征并结合区域地质构造资料，推断了9条浅部构造(F1—F9).它们为一组与地层走向近乎一致、在褶皱中产生的北东向纵向逆冲断裂.图 13为深部(-3000 m)电阻率平面等值线图及地质解译结果.电阻率平面等值线图显示出在东北部、西南部以及中部(365000~368000)存在大面积高阻异常区，推断为结晶基底.其中东北角、中部、中西部和西南部夹杂的低阻区推断为岩浆通道.另外根据电阻率特征解译了5条区域断裂，其中北东向断裂为丰山洞—城门山深部断裂属郯庐—赣江构造带中西部边缘断裂带的一部分；北西向断裂近于平行的3条断裂，分别为码头—通江岭—瑞昌断裂、东雷湾—于家冲和邓家山—界首断裂；北东东向断裂为边城脑—武山断裂.将已知矿床(黑点)投影到电阻率平面等值线图上可以发现，浅部北西向断裂与北东向区域性深大断裂组成的菱形网格结点控制矿床(点)分布，而成岩成矿活动主要发育在北西向丰山洞—城门山成岩成矿构造带上，沿其分布众多矿床.

图 12

Fig. 12

图 12 九瑞矿集区地表电阻率平面等值线图及地质解译 实线为地层分界面，虚线为推断构造，黑点为已知矿床. Fig. 12 Contour map of surface resistivity in Jiu-Rui district and geological interpretation The solid lines are the formation boundaries，the dashed lines are deduced faults，while the black dots are known deposits.

图 13

Fig. 13

图 13 九瑞矿集区深部(-3000 m)电阻率平面等值线图及地质解译 实线为岩浆通道，虚线为推断断裂，黑点为已知矿床. Fig. 13 Contour map of resistivity at the depth of -3000 m in Jiu-Rui district and geological interpretation The solid lines are the magma conduits，the dashed lines are deduced faults，while the black dots are known deposits.

图 14展示了九瑞矿区三维电性结构高阻体(>10000 Ωm)分布特征.结合图 9—11发现西部L1线深部高阻区在测线北部出现，随着测线向东移动高阻区变大变深，并在中东部L18测线上消失；中部L10线深部高阻区出现在南测，随着测线向东移动高阻区也逐渐变大变深，在中东部L19线上消失，而且自测线L19线开始深部中间出现高阻区，随着测线往西移动范围逐渐扩大.因此，可以推测结晶基底在东北部、西南部以及中部区域隆起，在东南部-5000 m深度内基本没有出现.三维电性结构高阻体在地面的投影(图 15)进一步反映基底的水平位置.在基底内部出现多处凹槽区域，推断为岩 浆通道，分别对应邓家山—东雷湾区域、太平山区域及武山区域.通过与已知矿床位置对比发现九瑞矿集区80%矿床出现在基底隆起凹槽边缘和岩浆通道位置.

图 14

Fig. 14

图 14 九瑞矿集区三维电性结构中高阻区域(>10000 Ωm)分布特征 Fig. 14 High-resistivity(>10000 Ωm)zones in the Jiu-Rui district

图 15

Fig. 15

图 15 九瑞矿集区三维电性结构高阻体地面投影 黄色为高阻区投影，蓝点为矿床. Fig. 15 Projection of high resistivity(>10000 Ωm)zones at the earth surface in Jiu-Rui district The yellow areas are high-resistivity zones，the blue dots are deposits.

通过对九瑞矿集区23条测线AMT数据处理和二维反演，并将所有测线电阻率集成进行三维网格化得到研究区三维电性结构，结合物性和地质资料进行地质解译、分析其找矿意义，取得如下结论：

1)利用研究区三维电性结构圈定了区内存在的构造.结果表明浅部北西断裂与北东向区域性深大断裂组成的菱形网格结点控制矿床(点)分布，而成岩成矿活动主要发育在北西向丰山洞—城门山聚岩聚矿构造带上.

2 )根据研究区三维电性结构中高阻体分布推断了深部基底起伏特征.区内结晶基底在东北部、西南部以及中部区域隆起，在东南部-5000 m深度范围内基本没有出现，区内80%矿床出现在基底隆起凹槽边缘部分.

3)根据深部中低阻分布特征推断了岩浆通道位置.区内主要岩浆通道出现在邓家山—东雷湾、太平山以及武山区域，与矿床形成密不可分，为成矿提供深部物质来源.

4 )进行AMT二维反演时需要选择合适的极化模式及拉格朗日乘子.在地质结构复杂区域且二维结构不明显时，采用TM模式反演效果最佳；利用L曲线法确定拉格朗日乘子是一种有效方法，但是比较耗时，建议条件容许情况下开展三维反演.

致谢 感谢“十二五”科技支撑计划项目《中国东部典型矿集区深部资源勘查技术集成与示范》项目组成员对本研究的大力支持和帮助.